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雨が降るしくみ
 
  できるだけ濃い塩水や砂糖水を作り、それを冷やしていくと塩や砂糖が結晶となって現れてくることを経験した方もいるかと思います。これは、水の温度によって塩や砂糖を含むことができる量が決まっているからです。つまり、水の温度が高いとたくさんの塩や砂糖を含むことができますが、水の温度が低いと少ない量しか含むことができないのです。空気中に含まれる水蒸気の量も同じで、気温が高いと含むことができる水蒸気の量は多くなり、気温が低いと少なくなるのです。
雲粒と雨粒の大きさの比較
(図1)雲粒と雨粒の大きさの比較
  (参考文献: 水野量著「雲と雨の気象学」朝倉書店,2000)

水蒸気を含んだ空気がゆっくりと冷やされると、飽和水蒸気圧が低くなりやがて相対湿度が100%以上の過飽和という状態になります。過飽和の状態の空気に、細かい粒を入れるなどして刺激と与えると、水滴(雲粒)ができます。雲粒の直径は5〜10μm(1μmは1000分の1mm)程度で、空気1cm3あたりの雲粒の数は100〜1000個程度です。雲粒の落下速度は非常に小さく、すぐに蒸発してしまいます。雲の中では、常に雲粒の発生と蒸発を繰り返しています。
雲から雨が降る、あるいは雪が降るのは、雲の中で大きな降水粒子(雨粒や雪などの総称)が数多く作られ、それが地上まで落下したからです。ところが、雨粒の典型的な大きさは1mmで、1m3の空気塊中の雨粒の数は100〜1000個です。大ざっぱな見方をすると、100万個の雲粒が集まって、やっと1個の雨粒を作っていることになります。(図1)に雲粒と雨粒の大きさの比較を示しました。

小さな雲粒から雨粒になる降水の仕組みには2つの型があります。ひとつは氷の微少な結晶(氷晶)が元で降る冷たい雨(氷晶雨)、もうひとつは水粒だけの雲から降る暖かい雨です。日本では、冬と春秋に降るやや強い雨は冷たい雨といわれます。夏は暖かい雨が多く、場合によっては冷たい雨が降るともいわれています。「冷たい雨」、「暖かい雨」という言葉を使いましたが、降ってくる雨が氷水のように冷たかったり、ぬるま湯のような雨が降るわけではありません。「冷たい雨」、「暖かい雨」とは雨の最初が、氷(冷たい雨)か水(暖かい雨)かの違いです。

空気中での水滴の落下速度は、水滴(雨粒)が大きいほど速くなります。大きい雨粒は、落下しながら途中にある小さな水滴(雲粒や小さな雨粒)を併合しながら落下します。しかし上昇流が強いと地上に落ちて雨にはならず、上昇しながら雲粒をくっつけて大きな雨粒に成長します。上昇流に打ち勝つ大きさに成長すると、再び落下しながら雲粒をくっつけ、さらに大きな雨粒となり地上まで落下して雨となります。ただし、雨粒が大きくなりすぎると分裂し、再び雲粒をくっつけて大きな雨粒に成長しながら上昇します。(図2)

雨滴の成長と上昇気流
(図2)雨滴の成長と上昇気流

このように冷たい雨でも暖かい雨でも、強い上昇気流がある背の高い雲の中では、大粒の雨が降るため、短時間で強い雨が降ります。大粒の雨を降らせる雲は、強い上昇気流(数m/sときには数10m/s)がある発達した積乱雲です。一方、低気圧や温暖前線付近では上昇流が弱く(1〜10cm/s)、しとしとと降る地雨性の雨をもたらす乱層雲が主です。

集中豪雨には発達した積乱雲がつきもので、大雨となるときは雨の降るときものすごい音がします。雨の降る音が大きく、その時間が長いときは雨量も多くなります。

ところで、雨粒の形を球形で表現しましたが、実際にはその大きな雨粒ほど(図3)のようにつぶれた形となります。
雨粒の形
(図3)風洞実験で求めた落下中の雨粒の形(H.R.Pruppacher and K.V.Beard)

※飽和水蒸気圧
気体中に含むことができる水蒸気の量には限度があり、これ以上含むことができないという状態を飽和といいます。この時の水蒸気圧を飽和水蒸気圧といいます。飽和水蒸気圧は温度、圧力に影響されます。気体の温度が上がると飽和水蒸気圧も上がります。つまり、より多くの水蒸気を含むことができるようになります。

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